刘　炜，周顺武，王美蓉，单　幸，刘　新

(1.内蒙古自治区气候中心，内蒙古　呼和浩特　010051；2.南京信息工程大学大气科学学院，江苏　南京　210044)



1979—2008年夏季青藏高原东南部降水的低频振荡统计特征

刘炜1,2，周顺武2，王美蓉2，单幸2，刘新1

(1.内蒙古自治区气候中心，内蒙古呼和浩特010051；2.南京信息工程大学大气科学学院，江苏南京210044)

利用青藏高原1979—2008年地面逐日降水资料及NCEP/NCAR逐日再分析资料，对高原东南部夏季降水的低频振荡特征进行统计分析，并讨论了该地区典型旱、涝年夏季降水的低频振荡特征以及低频环流的传播特征。结果表明：(1)青藏高原东南部作为高原夏季降水大值区，其低频振荡主要表现为10～20 d准双周振荡(QBWO)和30～60 d季节内振荡(ISO)，其中QBWO最显著；(2)该地区旱、涝年夏季降水的低频振荡存在差异。其中，旱年夏季降水以QBWO为主，而涝年夏季降水的ISO和QBWO均很重要，且QBWO的方差贡献在旱年更显著，而ISO的方差贡献在涝年相对更重要；(3)青藏高原高空100 hPa散度的ISO和QBWO普遍以驻波为主，其次是从高原向东部传播，但也存在少数由东部向西传播进入高原的低频振荡，表明夏季青藏高原主要是低频振荡的源地，有时也受外来影响。

降水；低频振荡；传播特征；高原东南部

引　言

自Madden和Julian在热带地区发现季节内振荡(Intra-seasonal Oscillation，简称ISO)以来，大气低频振荡一直备受关注，成为大气科学研究重要的前沿课题之一[1-3]。研究表明，在副热带和中高纬地区也普遍存在大气低频振荡现象[4-5]。

青藏高原(以下简称高原)具有独特的天气气候特征，其热力和动力作用对东亚乃至全球的天气和气候都有重要影响[6-7]。基于1979年高原气象科学实验观测资料，章基嘉等[8]发现高原存在大气低频振荡现象。此后，通过对各种资料的分析，相继揭示出高原存在显著的低频振荡信号[9]。孙国武等[10]基于1983年ECMWF纬向风再分析资料，发现大气低频波动在高原对流层中层(500 hPa)和高层(200 hPa)存在显著30～40 d振荡。谢安等[11]利用OLR资料证实了高原存在显著的准8 d和30～50 d低频振荡。王跃男等[12]通过计算高原热源，发现1978年夏季高原东部大气热源存在显著的准双周振荡(Quasi-biweekly Oscillation，简称为QBWO)，而1999年夏季则以ISO为主。张鹏飞等[13]通过计算高原500 hPa相对涡度，发现1998年和2003年夏季高原存在显著的QBWO。刘炜等[14]研究表明，1998年夏季高原东南部降水不仅表现出显著的QBWO，也伴随有较强的ISO。杨蓉[15]对2013年逐日高原季风指数分析发现，该年夏季高原季风存在显著的ISO。

另外，研究证实高原低频振荡的传播路径和源、汇特征十分复杂，目前尚没有统一定论[9]。高原既是低频振荡的活跃区和重要发生地[8]，夏季也可能是低频振荡的汇[11]。孙照渤等[16]指出，1980年冬半年高原的强迫作用使得15～25 d低频振荡在高原及其附近地区明显加强，之后向东北方向沿经向和纬向传播，且这种传播特征在垂直方向各层次上都有所表现。彭茹等[17]分析了1982/1983年风场的低频特征，发现1982年高原对流层高层是准双周振荡的源区，而1983年是低频振荡的汇区。孙安健等[18]通过分析典型厄尔尼诺年(1983年)与反厄尔尼诺年(1985年)夏季大气低频振荡特征，指出低频波均是从各方向传到高原，表明高原是一低频汇区。周兵等[19]研究表明，1995年冬季高原是低频振荡的汇，次年3月中旬之后高原转为低频振荡的源区。

综上所述，以往关于高原低频振荡周期及其源、汇特征的研究，大多是针对特殊时段和不同区域进行的个例分析，所得结论存在差异，其认识可能不具备普遍意义。为此，本文在统计分析1979—2008年高原夏季(6—8月)主要降水大值区(东南部)的降水低频振荡特征基础上，着重探讨该地区典型旱涝年夏季降水的低频振荡特征以及低频环流的传播特征，为全面认识高原地区低频振荡特征提供依据。

1　资料和方法

所用资料主要包括：(1)中国气象局国家气象信息中心提供的1979—2008年全国730个气象站逐日降水资料。经筛选，选取了高原地区具有完整观测记录的83个台站；(2)NCEP/NCAR提供的同期逐日再分析资料，格距为2.5°×2.5°。

采用旋转经验正交分解(REOF)方法对1979—2008年降水量的空间分布进行分析，并依据其载荷向量的大值区确定降水异常敏感区[20]。在分析周期及提取低频振荡信号时，采用了Morlet小波分析[21]和Butterworth带通滤波方法[22]。

2　夏季高原降水的时空分布

高原地处中纬西风带，平均海拔在4 000 m以上，面积约占中国陆地面积的1/6。由于面积大、地形差异明显以及影响系统复杂，使其降水存在显著的区域性差异[23-24]。图1给出1979—2008年高原夏季平均降水量分布。可以看出，高原夏季降水大致呈现由东南向西北递减的分布特征，东南部为高原夏季降水量大值区，这可能与夏季进入高原的3条主要水汽通道有关[25-26]。

对1979—2008年高原夏季降水场进行REOF分解，其中第1旋转载荷向量场的大值区位于高原东南部(图2)，该模态可解释总方差的15.76%。由此可见，高原东南部不仅是高原夏季降水量的大值区，也是高原夏季降水的异常敏感区。这可能是因为夏季高原东南部处在西太平洋副热带高压的西侧和印度季风区的东北部，有利于北印度洋和西太平洋的暖湿气流向该地区输送[27]。

图1　1979—2008年夏季高原平均降水量分布(单位：mm)

图2　1979—2008年高原夏季降水量REOF第一模态(● 表示高原东南部12个代表站，阴影区是绝对值>0.5的区域)

为此，对第一模态的载荷大值区(图2的阴影区)内的12个站点夏季降水量进行算术平均及标准化处理，从而得到高原东南部夏季降水标准化序列(图3)。由图3可见，近30 a高原东南部夏季降水量的年际变化明显，其中以1998年和2006年变化最为显著。依据该标准化序列定义其值 >1.0(<-1.0)的年份为涝(旱)年，可得到3个涝年(1987、1991和1998年)和4个旱年(1983、1992、1994和2006年)。

3　高原东南部夏季降水低频振荡特征

为了获取高原东南部夏季降水的低频振荡信号，对近30 a该地区夏季逐日降水序列进行Morlet小波分析，考虑到边界效应等影响，将其分析的时域进行适当延长，即从夏季(6—8月，共92 d)延长至5—9月(共153 d)。表1给出1979—2008年夏季高原东南部降水的低频振荡统计结果，可知，近30 a高原东南部夏季降水存在4个显著的低频振荡，分别是10～20 d(QBWO)、20～30 d、30～60 d(ISO)以及60～90 d振荡。其中，存在显著QBWO的年份有25 a，存在20～30 d振荡的有10 a，存在ISO的有14 a，而存在60～90 d振荡的仅有5 a。以上分析可见，虽然不同年份高原东南部夏季降水的低频振荡信号不尽相同，但QBWO和ISO是最显著的2个低频振荡，以下仅关注这2个低频振荡。

图3　1979—2008年高原东南部夏季降水标准化序列

表1　1979—2008年夏季高原东南部旱涝特征及其降水的显著低频振荡周期

从表1还发现，QBWO和ISO在典型旱涝年出现的概率存在差异。4个旱年中除1983年夏季降水QBWO和ISO均显著外，其余3个旱年仅QBWO通过信度检验；而3个涝年夏季降水QBWO和ISO均显著。为进一步比较旱涝年这2个低频振荡的相对重要性，表2给出高原东南部旱涝年夏季降水QBWO和ISO的方差贡献。由表2看出，高原东南部夏季降水QBWO的方差贡献不论在涝年还是旱年均是最大。近30 a中，仅有1979年夏季降水ISO的方差贡献大于QBWO(表略)；ISO的方差贡献均是涝年大于旱年，而QBWO的方差贡献正相反，均是旱年大于涝年，且旱年QBWO与ISO的比值均远大于涝年，说明旱年夏季降水QBWO的方差贡献较涝年更显著，而涝年夏季降水ISO的方差贡献较旱年更显著。

图4是高原东南部旱涝年夏季降水序列及其经Butterworth带通滤波后的降水QBWO和ISO分量。可以看到，4个旱年QBWO与原降水序列的相关系数远大于ISO与原降水序列的相关系数，表明在旱年QBWO降水的贡献相对较大；在涝年，虽然QBWO与原序列的相关系数仍大于ISO与原序列的相关系数，但两者差异不大(均通过α=0.01信度检验)，表明这2个低频分量在涝年对高原东南部降水均有重要贡献。此外还注意到，当ISO和QBWO的正(负)位相叠加时，该时段降水明显偏多(少)，且这一现象在旱年尤为突出。

表2　高原东南部典型旱涝年夏季降水QBWO和ISO的方差贡献(单位：%)

图4　高原东南部旱年(左)和涝年(右)夏季降水序列及其ISO和QBWO分量序列(单位：mm)(柱状图表示原降水序列，实线为降水ISO分量，虚线为降水QBWO分量，cor.1和cor.2分别表示原降水序列与ISO和QBWO分量序列的相关系数)

4　高原东南部夏季降水低频振荡传播路径特征

目前，有关高原低频振荡传播特征的认识存在分歧[9]。由于低频降水与高低空低频散度场存在密切联系，鉴于高原海拔高，在高原地区更适宜分析高空散度场[28]。为了验证高原东南部低频降水与高空低频散度场的匹配关系，统计了近30 a高原高空散度场QBWO和ISO的传播特征(图略)，发现不论在经向还是纬向上，高空低频辐散(合)传播至高原东南部时基本都与该地区低频降水的正(负)位相对应，即高空低频辐散(合)有(不)利于低频降水的产生。

根据上述对高原高空低频散度场传播特征的统计结果，将高原东南部100 hPa散度场的QBWO和ISO传播路径归纳为5种类型[29]：从东部大陆向西传播进入高原东南部(简称西入型)、从高原东南部向东移出高原(简称东出型)、从高原东南部向南移出高原(简称南出型)、从高原南侧向北传播进入高原(简称北入型)、没有传入和移出高原(简称驻波型)。需要说明的是，驻波又分为纬向传播的驻波(简称驻波1)和经向传播的驻波(简称驻波2)。

表3和表4分别给出1979—2008年夏季高原东南部100 hPa散度QBWO和ISO传播路径统计结果。由表3可知，纬向上，共有50次QBWO向西传播进入高原，有81次向东移出高原，有106次驻波，依次占总次数的21%、34%和45%，说明夏季高原QBWO在纬向上以驻波1为主，向东移出高原次之，向西传入高原最少。其中，涝年QBWO向西传播进入高原和向东移出高原各有5次，驻波有10次；而旱年QBWO向西传播进入高原有8次，向东移出高原有13次，有12次驻波。经向上，共有35次QBWO向南传播移出高原，有34次向北传播移入高原，有106次驻波，分别占总次数的20%、19%和61%，表明夏季高原QBWO在经向上以驻波2为主，向北传入高原和向南移出高原的次数相当。其中，涝年QBWO共有2次向南移出高原，有3次向北传入高原，有11次驻波；旱年QBWO向南移出高原共有7次，向北传入高原有8次，共出现10次驻波。可见，旱年QBWO在纬向上以驻波和向东移出高原为主，而经向上以驻波为主；涝年QBWO在纬向和经向上均以驻波为主。

表3　1979—2008年夏季高原东南部100 hPa散度QBWO传播路径统计(单位：次数)

表4　1979—2008年夏季高原东南部100 hPa散度ISO传播路径统计(单位：次数)

从表4可以看出，夏季高原东南部100 hPa散度场上ISO的移动频次明显低于QBWO。纬向上，共有11次ISO向西传播进入高原，有24次向东移出高原，驻波出现48次，分别占总次数的13%、29%和58%，表明ISO在纬向上以驻波1为主，向东移出高原次之，向西传入高原最少；经向上，ISO向南移出高原共有27次，向北移入高原共有29次，驻波出现26次，分别占总次数的33%、35%和32%，说明ISO在经向上向南移出高原、向北移入高原及驻波出现的次数相当。其中，涝年ISO在纬向上共有3次向西传播进入高原，有1次向东移出高原，有2次驻波；经向上，向南移出高原共有6次，向北移入高原有1次，有2次驻波，可见涝年ISO在纬向上以向西传播进入高原为主，经向上以向南移出高原为主。在旱年ISO向西移入高原和向东移出高原各出现2次，出现6次驻波；经向上，向南移出高原和驻波各出现4次，向北移入高原有2次，可见旱年ISO在纬向上以驻波为主，经向上是以驻波和向南移出高原为主。

综上所述，驻波是高原东南部高空散度QBWO和ISO的主要存在形式，但也存在部分低频振荡从外部传入高原并发展或是向外传播。其中，涝年高原ISO可能受东部大陆ISO西传进入高原的影响，使其方差贡献高于绝大多数正常年份和旱年；而QBWO不论在旱年还是涝年主要以驻波或向东移出高原为主，表明QBWO主要是高原局地产生的振荡。

由于旱涝年高原低频振荡传播存在明显差异，故选取近30 a中ISO特征较显著的涝年1998年和QBWO特征较显著的旱年1983年为例，进一步分析ISO和QBWO的纬向和经向传播特征(图5)。由图5a可以看出，1998年涝年ISO共出现2次显著的西传现象，均是从西太平洋地区传播至长江中下游地区达到最强，之后继续西传到高原地区，这期间强度有所减弱，且西传的低频辐散(合)到达高原东部地区时与高原东南部低频降水的正(负)位相基本吻合。此外，还存在从高原西侧向东传播进入高原的低频分量，在纬向上高原表现为汇，而在经向上高原则表现为源，分别存在向北和向南的传播，且低频辐散(合)向南传至高原南部地区时与高原东南部低频降水的正(负)位相对应(图5b)。

图5　1998年100 hPa散度ISO(a，b)和1983年100 hPa散度QBWO(c，d)沿30°N的经度—时间剖面(a, c)和沿95°E的纬度—时间剖面(b, d)(单位：10-6 s-1)(直线间的区域为高原地区，阴影区表示辐散，边框上的黑色长方条表示高原东南部低频降水的正位相时段)

1983年旱年QBWO在纬向上共出现5次较显著的东传现象(图5c)，一部分从高原东南部产生并向东传出，另一部分从高原中西部地区开始东传，并传播至长江中下游地区。除了从高原向东传出的低频分量，还存在少数从高原西侧向东传播进入高原的低频分量。总的来说，该年高原在纬向上表现为源的特征。经向上(图5d)，共有5次驻波，5月下旬和8月底分别存在一次南传，均是从高原北部向南传播至20°N附近。同1998年涝年一样，不论在纬向上还是经向上，高空低频辐散(合)传至高原南部地区的时间与高原东南部低频降水的正(负)位相基本吻合，说明高原东南部低频降水与高空低频散度场存在较好的对应关系。上述分析可见，典型旱、涝年夏季高原低频振荡的传播特征与多年统计结果较一致。

5　结　论

(1)QBWO和ISO是高原东南部夏季降水的2个显著低频振荡，其中QBWO出现次数最多，方差贡献最大。

(2)高原东南部旱涝年夏季降水ISO和QBWO存在显著差异。涝年夏季降水QBWO和ISO均很重要，而旱年夏季降水则以QBWO为主；QBWO的方差贡献在旱年更显著，而ISO的方差贡献在涝年更显著。

(3)驻波是高原东南部100 hPa散度ISO和QBWO的主要存在形式，其次是向东移出高原，但也存在少数从东部大陆向西传入高原的低频振荡。涝年，高原ISO可能受东部大陆ISO西传进入高原的影响，其方差贡献高于绝大多数正常年份和旱年；而QBWO不论在旱年还是涝年主要是以驻波或向东移出高原为主，说明QBWO主要是高原地区局地产生的振荡。

本文在完整、较长连续时间序列资料的基础上，统计了高原东南部夏季降水及大气低频振荡的气候特征，并较详细地分析了典型旱涝年夏季降水的低频振荡特征及传播特征，得出的结论较以往的个例分析更具有普遍意义，但针对各年降水低频特征及其传播特征的分析还不够深入，今后还需进一步的研究。

[1] Madden R D, Julian P. Detection of a 40-50 day oscillation in the zonal wind in the tropical Pacific[J]. J Atmos Sci, 1971,28(5):702-708.

[2] Madden R D, Julian P. Description of global-scale circulation cells in the tropics with a 40-50 day period[J]. J Atmos Sci, 1972,29(6):1109-1123.

[3] 李崇银. 大气季节内振荡研究的新进展[J]. 自然科学进展,2004,14(7):734-741.

[4] Krishnamurti T N, Gadgil S. On the structure of the 30 to 50 day mode over the globe during FGGE[J]. Tellus, 1985,37a(4):336-360.

[5] 李崇银. 30～60天大气振荡的全球特征[J]. 大气科学,1991,15(3):66-76.

[6] 刘式适,柏晶瑜,徐祥德,等. 青藏高原大地形的动力热力作用与低频振荡[J]. 应用气象学报,2000,11(3):312-321.

[7] 杨澄,付志嘉,赵晓红. 青藏高原东南侧复杂地形下冬季大风诊断分析[J]. 高原气象,2014,33(2):346-354.

[8] 章基嘉,彭永清,王鼎良. 夏季青藏高原各热源分量的时频特征及高度场对它们的响应[A]. 青藏高原气象科学实验文集编辑组主编,青藏高原气象科学实验试验文集(I)[C]. 北京:科学出版社,1984.182-192.

[9] 刘炜,周顺武,杨双艳. 青藏高原大气低频振荡研究进展[J]. 干旱气象,2012,30(1):107-113.

[10] 孙国武,陈葆德. 青藏高原上空大气低频波的振荡及其经向传播[J]. 大气科学,1988,12(3):250-257.

[11] 谢安,叶谦,陈隆勋. 青藏高原及其附近地区大气周期振荡在OLR资料上的反映[J]. 气象学报,1989,47(3):272-278.

[12] 王跃男,陈隆勋,何金海,等. 夏季青藏高原热源低频振荡对我国东部降水的影响[J]. 应用气象学报,2009,20(4):419-427.

[13] 张鹏飞,李国平,王旻燕,等. 青藏高原低涡群发性10～30天大气低频振荡关系的初步研究[J]. 高原气象,2010,29(5):1102-1110.

[14] 刘炜,周顺武,智海. 1998年夏季青藏高原东南部降水30～60 d低频振荡特征[J]. 气象,2014,40(5):530-540.

[15] 杨蓉. 青藏高原季风的低频振荡特征研究[D]. 成都:成都信息工程大学,2015.

[16] 孙照渤,李云康. 冬半年青藏高原及其附近地区15—25天振荡的传播特征[J]. 应用气象学报,1993,4(增刊):24-30.

[17] 彭茹,武炳义. 1982/1983年季风准双周振荡的位相传播及地理特征[J]. 应用气象学报,1995,6(2):206-212.

[18] 孙安健,唐国利,黄荣辉. 1983年与1985年夏季北半球高度场大气低频波的振荡特征[J]. 大气科学，1994,18(5):576-585.

[19] 周兵,何金海,徐海明. 青藏高原气象要素场低频特征及其与夏季区域降水的关系[J]. 南京气象学院学报,2000,23(1):93-100.

[20] 杨瑜峰. 中国西北东部近50 a降水异常分布及变化特征[J]. 干旱气象,2014,32(5):701-705.

[21] Torrence C, Compo G P. A practical guide to wavelet analysis[J]. Bull Amer Meteor Soc, 1998,79(1):61-78.

[22] Murakami M. Large scale aspects of deep convective activity over the GATE area[J]. Mon Wea Rev, 1979,107:994-1013.

[23] 韦志刚,黄荣辉,董文杰. 青藏高原气温和降水的年际和年代际变化[J]. 大气科学,2003,27(2):157-170.

[24] 齐冬梅,李英,李跃清,等. 2006年高原夏季风强弱变化及其与西南地区东部夏季气温和降水的关系[J]. 干旱气象,2015,33(4):555-565.

[25] 段玮,段旭,樊风,等. 青藏高原东南侧干湿季气候特征与成因[J]. 干旱气象,2015,33(4):546-554.

[26] 谢启玉,巩远发,杨蓉. 冬季青藏高原湿中心区域水汽收支及其与中国降水的关系[J]. 干旱气象,2015,33(5):732-739.

[27] 周顺武,王传辉,杜军,等. 青藏高原汛期降水的时空分布特征[J]. 气候与环境研究,2011,16(6):723-732.

[28] 朱乾根,徐国强. 1998年夏季青藏高原多时间尺度低频降水的活动和传播特征[J]. 南京气象学院学报,2000,23(2):167-174.

[29] 彭玉萍,何金海,陈隆勋,等. 1981—2000年夏季青藏高原大气热源低频振荡特征及其影响[J]. 热带气象学报,2012,28(3):330-338.

Statistic Characteristics of Summer Precipitation Low-frequency Oscillation over the Southeast of the Tibetan Plateau from 1979 to 2008

LIU Wei1,2, ZHOU Shunwu2, WANG Meirong2, SHAN Xing2, LIU Xin1

(1.InnerMongoliaClimateCenter,Hohhot010051,China; 2.CollegeofAtmosphericScience,NanjingUniversityofInformationScience&Technology,Nanjing210044,China)

Based on the daily precipitation from 83 weather stations in the Tibetan Plateau and NCEP/NCAR reanalysis daily data with 2.5°×2.5° spatial resolution, the low-frequency oscillation characteristics of summer precipitation over the southeast of the Tibetan Plateau from 1979 to 2008 were statistically analyzed. Furthermore, the characteristics of summer precipitation low-frequency oscillation and propagation of low-frequency circulation in typical flood and drought years were emphatically discussed. The results are as follows: (1) The precipitation in the Tibetan Plateau gradually decreased from southeast to northwest during 1979-2008, and it was maximum in the southeast of the Tibetan Plateau. There were two main periods of low-frequency oscillation of summer precipitation in the southeast of the Tibetan Plateau with 10-20 d Quasi-biweekly Oscillation (QBWO) and 30-60 d Intra-seasonal Oscillation (ISO), and the QBWO of summer precipitation was most significant. (2) The low-frequency oscillation of summer precipitation in flood and drought years over the southeast of Tibetan Plateau was significantly different. The QBWO of summer precipitation was main type in drought years, while ISO and QBWO were both significant in flood years. Furthermore, the variance contribution of QBWO of summer precipitation was more significant in drought years, while that of ISO was relatively more significant in flood years over the southeast of the Tibetan Plateau. (3) The standing wave was the main transmission mode of ISO and QBWO of divergence on 100 hPa over the southeast of the Tibetan Plateau, secondly it was the propagation from the southeastern Plateau to the eastern mainland. However, there were also a few oscillation waves propagating from the eastern mainland to the southeastern Plateau. In summary, the southeastern Plateau was main source of low-frequency oscillation in summer, but sometimes it was also affected by the external.

precipitation; low-frequency oscillation; propagation characteristics; southeastern Tibetan Plateau

10.11755/j.issn.1006-7639(2016)-04-0631

2016-05-18；改回日期：2016-07-11

国家重点基础研究发展规划项目(2012CB955204)、国家自然科学基金项目(41275095)共同资助

刘炜(1986-)，女，内蒙古人，助理工程师，主要从事短期气候预测. E-mail:liuwei.05@163.com

周顺武(1968-)，男，教授，主要从事高原气象研究. E-mail:zhou@nuist.edu.cn

1006-7639(2016)-04-0631-09DOI:10.11755/j.issn.1006-7639(2016)-04-0631

P

A

刘炜，周顺武，王美蓉，等.1979—2008年夏季青藏高原东南部降水的低频振荡统计特征[J].干旱气象，2016，34(4)：631-639, [LIU Wei, ZHOU Shunwu, WANG Meirong, et al. Statistic Characteristics of Summer Precipitation Low-frequency Oscillation over the Southeast of the Tibetan Plateau from 1979 to 2008[J]. Journal of Arid Meteorology, 2016, 34(4):631-639],